一、鞍本抚顺地区科马提岩的初步研究（论文文献综述）
李鹏川[1]（2019）在《华北克拉通东北部白山地区新太古代构造岩浆事件与地壳演化》文中指出吉南白山地区位于华北克拉通东北部,是典型的太古宙基底出露区,区内新太古代TTG片麻岩和富钾花岗岩广泛出露,其间分布少量表壳岩和变质基性侵入岩,是研究华北克拉通基底物质组成及早期地壳形成与演化的绝佳场所。本文在详细野外地质调查的基础上,借助LA-ICP-MS和SHRIMP锆石U-Pb定年、锆石Lu-Hf同位素以及全岩地球化学分析等测试手段,对白山地区太古宙基底岩石进行了系统研究。取得认识如下:1)白山地区新太古代表壳岩主要由斜长角闪岩、角闪片岩、斜长片麻岩和磁铁石英岩组成。角闪片岩和斜长角闪岩的测年结果指示其形成于2554–2548 Ma,角闪片岩中锆石多具有正的接近亏损地幔演化线的εHf（t）值和接近其形成时间的TDM1年龄,表明其岩浆来源于亏损地幔,代表2.55 Ga的地壳增生事件。而斜长角闪岩的εHf（t）和TDM1分布范围较大,其岩浆来源于亏损地幔并受到地壳物质的混染。表壳岩属于拉斑玄武质系列,其原岩以玄武质火山岩为主、含有少量沉积岩,形成于岛弧环境,可能暗示洋壳的初始俯冲。2)白山地区新太古代TTG片麻岩以英云闪长质和奥长花岗质片麻岩为主,花岗闪长质片麻岩出露较少。英云闪长质片麻岩形成于2661–2602 Ma,奥长花岗质片麻岩形成于2608–2533 Ma,花岗闪长岩形成于2550 Ma,它们多遭受了2514–2465 Ma的变质或深熔作用改造。2.66–2.58 Ga英云闪长质-奥长花岗质片麻岩的岩浆来源于新生玄武质地壳混有不同程度杂砂岩的部分熔融,可能形成于地幔柱构造体制下,而2.55–2.53 Ga的奥长花岗质-花岗闪长质片麻岩岩浆来源于俯冲板片和其上少量沉积物脱水部分熔融,可能形成于与俯冲相关的活动大陆边缘环境。部分具有高εHf（t）值的样品指示2.66–2.60 Ga的地壳增生过程。3)白山地区新太古代变质基性侵入岩岩性主要为变质辉长岩,侵位时代介于2534–2527 Ma之间,其具有范围较大的正的εHf（t）值和TDM1,部分锆石具有接近亏损地幔的εHf（t）值,指示2.53 Ga的地壳增生。变质辉长岩的岩浆可能来源于被俯冲板片熔体或流体交代的地幔楔的部分熔融,形成于与俯冲相关的活动大陆边缘环境。4)白山地区新太古代富钾花岗岩以二长花岗岩和钾长花岗岩为主。二长花岗岩的测年结果显示其形成于2490 Ma。结合吉南地区富钾花岗岩研究成果,认为其岩浆来源于研究区新太古代早期富钾玄武质岩石、英云闪长岩及沉积岩的部分熔融,为壳内再循环的产物,可能形成于后造山环境。5)白山地区几乎连续存在新太古代-古元古代初期2.66–2.49 Ga的岩浆活动,并在2.66–2.60Ga、2.55Ga和2.53Ga发生多期次地壳增生事件,指示新太古代是白山地区重要的地壳生长阶段。6)结合区域上已有研究成果,认为吉南地区新太古代经历了如下演化过程:2.80–2.70 Ga,在地幔柱活动背景下,大量玄武质地壳从地幔中分异;2.70–2.57 Ga,新太古代早期新生玄武质地壳发生部分熔融,造成英云闪长质-奥长花岗质岩浆侵位;2.56 Ga,东部陆块西侧的洋壳可能开始向东部陆块俯冲,引发拉斑玄武质火山岩喷发,标志着与现今类似的板块构造体制可能开始启动;2.56–2.52 Ga,随着洋壳持续俯冲,岩浆活动强烈,俯冲板片、下地壳和地幔楔都发生了部分熔融,大量以花岗闪长岩为主的TTG、表壳岩和辉长岩岩浆形成于活动大陆边缘环境;2.50–2.47 Ga,可能经历了弧陆碰撞造山,导致俯冲板片断离、幔源岩浆底侵,先存新太古代岩石普遍发生变质或深熔,同时大规模具有后造山性质的壳源富钾花岗岩侵位。最终大陆地壳逐渐趋于稳定,标志着华北克拉通初步完成克拉通化。
吴琼[2]（2017）在《吉林和龙官地铁矿矿床地质特征及矿化富集规律》文中进行了进一步梳理官地铁矿床位于吉林省和龙市境内,其大地构造位置属于华北地台北缘东段,胶辽吉活动带以北的龙岗地块西北边缘。位于和龙太古代铁成矿带,是延边重要的铁矿带。矿区地层出露简单,主要是太古界三道沟组的中段和上,段（原百日坪组和甲山组）,矿区内构造以断裂和褶皱构造为主,其中北西向构造主要为褶皱和层间破碎带,北东向构造以蜂蜜沟断裂规模最大,主要控制热液活动和闪长岩脉侵入,对矿体破坏较大。矿区内岩浆活动表现的岩石种类简单,主要为闪长岩脉。官地铁矿主要产在太古界三道沟组上段（原甲山组）下部层位,一套深变质的基性-酸性火山-沉积建造中。受构造作用影响断续产出15个铁矿体群,以Ⅰ、Ⅱ、Ⅳ、Ⅴ、Ⅵ、Ⅶ、Ⅷ、Ⅹ、Ⅶ号矿组矿体规模相对较大,构成工业矿体。矿体主要呈层状、似层状、扁豆状。矿石类型比较简单,为磁铁石英岩,由硅质和铁质条带互层构成,矿石构造以条带状和浸染状构造为主。矿体的围岩主要为斜长角闪岩和长英质片麻岩,经原岩恢复分别为拉斑玄武岩和酸性喷出岩,产出与岛弧构造背景中。其中对斜长角闪岩进行了锆石U-Pb年代学研究,结果可分为三组:第一组年龄为2724±22Ma,为捕获锆石的年龄,代表区域内存在～2.7Ga的岩浆事件;第二组锆石全部为岩浆锆石,环带清晰,年龄2556±17Ma,代表斜长角闪岩原岩形成的年龄;第三组锆石可见清晰的核幔结构,围绕核部岩浆锆石形成色调较浅的变质增生边,为典型的变质锆石,207Pb/206Pb加权平均年龄为2452±23Ma,代表该时期内发生变质事件。对BIF的年代学研究往往采用对其上下盘及夹层围岩进行年龄测定的方法,间接得到成矿时代。因此官地铁矿的时代应为2556±17Ma。通过对矿石的地球化学研究,发现矿石形成于缺氧的海水环境中,很少有陆源碎屑物质的加入。其成矿物质来源中铁质主要来自与海底火山相关得海底高温热水的喷流作用,Si质同样来源于高温的热水体系中。Fe质主要以Fe2+的形式搬运,其沉淀机制在太古代的缺氧环境中可能与微生物的活动,密切相关。原始沉积的硅铁条带形成后,后期的变质和变形作用,是成矿物质发生活化和迁移,改造成了硅铁条带,Si质和Fe质重结晶形成石英和磁铁矿颗粒,使矿体达到富集。通过研究,认为官地铁矿成矿年龄为～2.5Ga,形成于与洋壳俯冲有关的岛弧环境中,～2.45Ga发生弧陆碰撞、弧弧碰撞使区域内岩石普遍遭受变质作用,使先前沉积形成的矿体遭受改造。通过与国内典型的BIF铁矿的对比,认为官地铁矿为与火山活动关系密切的Algoma型BIF铁矿。通过矿化富集规律的研究,官地BIF铁矿的形成与太古代的表壳岩密切相关。与古老的表壳岩同期形成并作为矿体的直接赋矿围岩。古老的表壳岩是寻找BIF型铁矿床的重要标志和必备条件。后期的断裂构造使矿体发生错段,破坏了矿体的连续性,断裂构造还为热液的运移提供了通道,但热液作用对官地铁矿的改造作用并不明显。褶皱构造有利于矿层的加厚,在平面和剖面上,褶皱转折端往往发生加厚富集。
武建勇,陈世权,周福庆,孟玮[3]（2017）在《辽宁双河铁矿地质特征及控矿因素分析》文中进行了进一步梳理双河铁矿经多年采掘,资源已近枯竭。2013—2015年对矿区及外围进行了详查工作,现矿床已达中型规模。矿区内铁矿体呈层状、似层状分布于鞍山群大峪沟组磁铁石英岩—角闪岩带中,主要矿石矿物为磁铁矿,少量为赤铁矿,具典型的条带状构造,矿床平均品位TFe34.43%;矿床主要受控于鞍山群大峪沟组地层、早期褶皱构造及区域变质作用等因素,矿石自然类型为磁铁石英岩型,矿床成因类型属典型的鞍山式—沉积变质型铁矿。
朱凯[4]（2016）在《鞍山—本溪地区太古宙绿岩带的形成及演化》文中指出鞍山-本溪地区位于华北克拉通东北缘,区内保留了3.8Ga2.5Ga的地质记录,是研究华北克拉通太古宙演化的理想区域。本文通过对鞍本地区太古宙变质表壳岩的年代学、岩相学、岩石地球化学、构造等进行研究,再结合前人的一些研究成果,以探讨鞍本地区绿岩带的形成与演化。鞍本地区的变质表壳岩主要由鞍山群组成,包括茨沟岩组、大峪沟岩组和樱桃园岩组。来自于茨沟岩组斜长角闪岩的岩浆锆石测年结果为2571±5.3Ma,与前人的测年结果基本一致,表明变质表壳岩的成岩时代为新太古代晚期。鞍本地区变质表壳岩的岩层层序相似:都是底部以变质基性岩为主,局部含有少量变质沉积岩;中部为条带状铁建造,夹有少量变质基性岩;顶部以变质火山岩碎屑岩、沉积岩为主。只是不同区域的绿岩带中变质基性火山岩与变质沉积岩所占比例不一样。鞍本地区绿岩带中的变质基性岩具有平坦（TH1型）或轻微右倾（TH2型）的稀土配分模式曲线,在微量元素蛛网图上,TH2型表现为较弱的Nb、Ti亏损,而TH1型则无Nb、Ti亏损。TH2型地球化学特征类似岛弧拉斑玄武岩（IAT）,TH1型与洋中脊玄武岩（MORB）相似。岛弧拉斑玄武岩（IAT）和洋中脊玄武岩（MORB）的岩石组合、分布规律以及构造环境判别图解的投图结果表明鞍本地区的变质表壳岩形成于弧后盆地环境。离陆壳或火山弧较远的区域形成了以变质中基性岩为主的岩石组合（茨沟岩组、大峪沟岩组）,离陆壳或火山弧较近的区域形成以变质沉积岩为主的岩石组合（樱桃园岩组）。统计华北克拉通上各地区的花岗-绿岩带的分布规律和岩石组合,然后根据以下几点对这些花岗-绿岩带进行分带:（1）是否存在老于2.55Ga的花岗质岩石;（2）绿岩带中变质中基性岩属于CAB、IAT还是MORB;（3）是否有高镁安山岩存在;（4）2.55Ga之后的新太古代花岗岩类是TTG还是钾质花岗岩;（5）变质沉积岩的碎屑物主要来源于火山弧还是由火山弧和陆壳共同提供。最终将华北克拉通东部的绿岩带划分为三个带:西部的岛弧带（辽北-辽西-冀东-五台一带,可能延伸至登封一带）;中部微陆块带（以迁怀陆块和胶辽陆块为主）;东部弧后盆地-陆缘带（吉南-鞍本-胶东-鲁西-舞阳-鲁山一带）。2.60Ga2.53Ga,东部陆块西侧的洋壳向东俯冲,在东部陆块的西部边缘形成了岛弧和弧后盆地,在岛弧区形成了钙碱性玄武岩（CAB）、岛弧拉斑玄武岩（IAT）、安山岩（以高镁安山岩为典型代表）、TTG的岩石组合,而在弧后盆地之中,则主要是洋中脊玄武岩（MORB）和岛弧拉斑玄武岩（IAT）的组合,且离弧后盆地扩展中心越近,岩石地球化学特征越接近洋中脊玄武岩（MORB）。弧后盆地-陆缘（本文中的大陆边缘仅指陆块边缘,不包含弧后盆地、以及从大陆分离出去的陆缘弧）带中存在大量老于2.55Ga的花岗岩类,可能是形成弧后盆地过程中从大陆边缘拖拽出来的陆壳碎块。弧后盆地在2.53Ga开始闭合,弧后盆地中的洋壳开始向陆壳俯冲,同时大陆边缘形成CAB、TTG和钾质花岗岩的岩性组合。2.522.47Ga为碰撞阶段,残留的洋壳受到挤压变形,形成一系列NW-SE向的褶皱、韧性剪切带和脆性断裂,奠定了鞍本地区绿岩带的基本构造格局。洋壳变形的同时并受到低角闪岩相-绿片岩相区域变质作用改造。第二次改造作用发生于1.80Ga,主要受到辽吉裂谷闭合和后造山运动的影响,早期的断裂重新活化。富Mg热液沿这些断裂运移,对绿岩带中的条带状磁铁石英岩及其围岩进行改造,使磁铁石英岩发生富集,并形成了一系列的蚀变岩。
张雅静[5]（2014）在《辽宁清原花岗—绿岩带的演化及成矿作用研究》文中研究表明清原地区作为我国典型的太古宙花岗-绿岩带分布区,是我国重要的铜产地,同时也产出大量的铁矿和金矿。论文运用区域成矿理论,以清原地区花岗-绿岩带的动力学演化为基础,以太古宙成矿作用和中生代成矿作用作为核心,以典型矿床剖析和室内样品测试分析为方法和手段,具体对矿床地质特征、成矿条件、成矿时代及矿床成因进行探讨,总结区域成矿规律,为进一步找矿工作奠定基础。通过对清原地区地质背景和地球动力学演化的综合研究,认为清原花岗-绿岩带主要经历了两个不同的构造发展阶段：（1）前寒武纪基底的形成及变质变形阶段和（2）显生宙时期地块活化阶段。通过对清原地区表壳岩和花岗质岩石进行锆石U-Pb定年和地球化学分析,对形成的构造背景进行探讨,建立前寒武纪时期清原地区的地球动力学演化过程：约2550Ma,是清原地区基底大规模的生长阶段,大规模的TTG花岗岩形成于岛弧环境；而清原地区表壳岩形成于弧后盆地环境,是双峰式火山岩在海底喷发沉积的产物,火山喷发的间歇期形成了VMS铜锌矿、BIF铁矿。约2520Ma,板块碰撞使清原地区发生广泛的区域变质-构造热事件,表壳岩和花岗岩发生高角闪岩相至麻粒岩相的变质和韧性变形作用,紫苏花岗岩、英云闪长岩-花岗闪长岩岩基侵入早期的花岗岩和绿岩带中。碰撞后的抬升阶段钾质花岗岩浆侵位。在区域变质变形过程中,形成了变质热液脉型金矿,并且VMS矿床、BIF铁矿成矿物质发生再活化,局部富集。约1850Ma,受清原地区东部“辽吉洋”的碰撞闭合的影响,清原地区表壳岩发生绿片岩相变质作用,并伴随大规模脆性断裂的形成。至中元古代时期,清原地区经历了较为强烈的伸展和镁铁质岩浆侵位事件,与Columbia （Nuna）超大陆的裂解有关的辉绿岩脉（1256Ma）沿脆性断裂充填。通过对清原地区中生代侵入体进行锆石U-Pb定年和地球化学分析以及Lu-Hf同位素测试,对岩浆源区性质及形成的构造背景进行探讨,建立中生代时期清原地区的地球动力学演化过程：中生代晚三叠世受古亚洲洋闭合的影响,在碰撞后的伸展阶段（231-217Ma）在清原地区侵入酸性-基性-超基性的双峰式侵入岩。伴随基性-超基性岩的产出,发育Cu、Ni矿化。早白垩世早期,受古太平洋俯冲的影响,在挤压与伸展的构造背景下,形成中温热液脉型金矿。并在早白垩世晚期,清原地区侵入钾长花岗岩,形成一系列与岩浆热液有关的Cu、Au矿化。按照Hart et al.（2004）的分类方案,对清原群红透山组和石棚子组长英质火山岩进行了分类,石棚子组长英质火山岩为FI型,而清原地区红透山组长英质火山岩为FII型火山岩,FI向FII过渡显示了岩浆源区深度变浅的趋势。FI型为碱性英安岩和流纹英安岩,尽管在地质历史中含量非常大,但是几乎不含矿。FII型为钙碱性流纹英安岩和流纹岩,产出VMS矿床,解释了浑南地区无VMS矿床产出的原因。本次研究重点对红透山矿区晚太古代时期的韧性变形期次进行了重新划分,从野外产状、矿体形态特征、矿石再活化期次、以及蚀变带的分布等方面的研究认为红透山矿区并非如前人所说经历了三期变形作用,而是受两期变形作用的影响,并且变质变形过程主要表现为叠加褶皱+层内剪切流变（动）的综合特征,导致矿体形态及空间分布的变化,并形成两种类型的矿体,即向斜褶皱转折端的富“矿柱”和褶皱翼部发生层内剪切流变（动）形成的“绳结状”矿体。在VMS矿床中,受变质变形作用的影响,矿石成分、结构构造均发生了变化。原蚀变带的绿泥石、绢云母经过变质作用之后转变为堇青石、直闪石、金云母等矿物,并在成矿组分进一步再活化过程中转变为锌尖晶石、阳起石等。矿石最初的结构构造也被破坏,形成变质变形作用特有的结构构造,具体有变斑晶结构、硫化物生长结构、碎裂结构、韧性变形结构、旋转碎斑结构、充填和交代结构、黄铜矿病毒结构以及退变质结构等。在BIF铁矿中,通过对变质程度不同（高角闪岩相和麻粒岩相）的两个铁矿进行对比研究发现：随着变质程度的升高,（1）石英-磁铁矿-角闪石组合被石英-磁铁矿-铁闪石-紫苏辉石-黄铜矿-磁黄铁矿组合所取代；（2）矿物颗粒呈现加粗的趋势,下甸子铁矿粒径为0.1mm～0.4mm之间变化,而小莱河铁矿粒径在0.25～1mm之间变化,个别可达2mm（3）麻粒岩区铁矿中次生流体包裹体成分为富CO2流体,而在下甸子、红透山矿区、树基沟矿石均无富CO2流体的叠加,进一步印证了小莱河矿区紫苏花岗岩的成因（幔源CO2流体导致岩浆脱水形成）。中生代中温热液脉型金矿的成矿流体显示其为中低温、低盐度、低密度、富含CO2的NaCl-H2O-CO2体系,推测成矿深度约为5.87～8.52km.δ34S值和Pb同位素显示下成矿物质来自幔源或深源,矿化石英脉氢氧同位素结果显示成矿流体主要来自地幔初生水,有大气降水的混入,推测成矿物质来源于上地幔源区。
付海涛[6]（2014）在《鞍本地区太古宙原型沉积盆地恢复初探》文中提出鞍本地区是我国重要的沉积变质型铁矿矿集区,本文作者通过对该区区域航磁、重力等物探资料进行解译,结合区域地质与矿产资料,对该区太古宙沉积盆地形态进行恢复,并对其演化过程进行讨论,认为沉积了鞍山群的盆地原始形态为近东西向展布的断陷型盆地,在2.02.7 Ga期间遭受变质变形改造,最终形成轴向近南北的直立水平褶皱。通过对原型盆地的恢复,将有助于解释鞍山群各岩组同位素测年结果相近的问题,同时也能为合理部署铁矿找矿工作提供依据。
杨秀清[7]（2013）在《辽宁鞍山—本溪变质岩区铁成矿过程研究》文中认为辽宁鞍山-本溪地区（鞍本地区）是我国最大的铁矿集区，分布有诸多大型、特大型铁矿床，并且产出有弓长岭二矿区大型富铁矿床。本文主要对鞍本地区贫铁矿石和富铁矿石进行了详细的地质学、地球化学和流体包裹体对比研究，并厘定了鞍本地区铁矿的成岩和成矿时代，试图为探讨鞍本地区铁矿的形成过程提供更多的信息。贫铁矿石具典型的条带状构造，矿体呈层状或透镜状产于太古代花岗岩中，主量元素主要由SiO2和TFe2O3组成，镁铁质岩中相对富集的Ni、Cr和Co等微量元素的含量相对较高，稀土元素含量很低，具有强烈的Eu正异常，明显的Y正异常和比较高的Y/Ho比值，没有明显的Ce负异常，这些特征表明其为一种典型的化学沉积岩，成矿物质来源于海底热液和海水，形成于还原环境。富铁矿石呈块状构造，具明显热液蚀变现象，矿体呈似层状或透镜状产于贫铁矿体和围岩中以及其附近断裂带中。贫铁矿石和富铁矿石在野外地质特征、岩相学和地球化学等方面既有一致性，又存在差异性。例如富铁矿石可见明显的34S同位素分馏，磁铁矿18O明显低于贫铁矿石等。这些差异性暗示贫铁矿石和富铁矿石经历了两期不同的地质热事件，富铁矿石是在贫铁矿石的基础上受热液交代作用形成的，流体包裹体特征表明热液流体属中高温、较低密度、宽盐度的H2O-NaCl体系，活化石英氢氧同位素暗示其可能主要为深源岩浆水，同时有变质水的加入。齐大山铁矿床和东鞍山铁矿床矿体夹层黑云绿泥石英片岩锆石SHRIMPU-Pb年龄暗示鞍本地区BIFs形成于2530Ma～2544Ma；弓长岭铁矿床黑云变粒岩的变质年龄和辉钼矿Re-Os模式年龄在误差范围内一致，表明鞍本地区BIFs的变质时代可能为2300Ma～2400Ma，变质流体属高温、低密度、中低盐度NaCl-H2O±CO2体系；弓长岭铁矿床与富铁矿关系密切的石榴石岩锆石SHRIMPU-Pb年龄和黑云绿泥蚀变岩黑云母40Ar-39Ar年龄以及齐大山铁矿床与富矿关系密切的白云母绿泥石岩白云母40Ar-39Ar年龄，结合前人年代学数据，暗示鞍本地区富铁矿的形成时代可能为1800Ma左右。
张连昌,翟明国,万渝生,郭敬辉,代堰锫,王长乐,刘利[8]（2013）在《华北克拉通前寒武纪BIF铁矿研究:进展与问题》文中认为研究表明,BIF铁矿在华北克拉通的分布具有一定规律性。大规模BIF铁矿主要发育在绿岩带分布区的鞍山-本溪、冀东、霍邱-舞阳、五台、鲁西和固阳等地;华北克拉通时代最古老的BIF形成于古太古代,最年轻BIF形成于古元古代早期,但BIF铁矿的峰期为新太古代晚期（2.52～2.56Ga）;BIF铁矿类型可划分为阿尔戈马型和苏比利尔湖型两类,但华北以晚太古代绿岩带中的阿尔戈马型为主,仅吕梁的古元古代袁家村铁矿具典型苏比利尔湖型铁矿特征。根据BIF在绿岩带序列中的产出部位和岩石组合关系,可将华北BIF划分为:1)斜长角闪岩（夹角闪斜长片麻岩）-磁铁石英岩组合;2)斜长角闪岩-黑云变粒岩-云母石英片岩-磁铁石英岩组合;3)黑云变粒岩（夹黑云石英片岩）-磁铁石英岩组合;4)黑云变粒岩-绢云绿泥片岩-黑云石英片岩-磁铁石英岩组合;5)斜长角闪岩（片麻岩）-大理岩-磁铁石英岩组合等5种类型。华北克拉通BIF形成时代与早前寒武纪岩浆活动的时间基本一致（2.5～2.6Ga）,但与华北克拉通陆壳增生的峰期（2.7～2.9Ga）有一定偏差,其原因可能与新太古代晚期华北克拉通构造-热事件十分强烈有关。华北克拉通新太古代BIF大多形成于岛弧环境,但局部地区（如固阳）BIF铁矿可能形成于深部有地幔柱叠加的岛弧环境。华北克拉通BIF富矿主要有三种类型:原始沉积、受后期构造-热液叠加改造和古风化壳等,但总体不发育富铁矿,国外发育的风化壳型富铁在我国甚为少见。本文认为在探讨BIF铁矿类型时,需要从绿岩带发育序列进行综合判别。阿尔戈马型铁矿一般产于克拉通基底（绿岩带）环境,苏比利尔湖型铁矿一般形成于稳定克拉通上的海相沉积盆地或被动大陆边缘。华北克拉通BIF铁矿地球化学研究结果表明,BIF铁矿无Ce负异常且Fe同位素为正值,从而暗示铁矿沉淀的环境为低氧或缺氧环境,而铕正异常可能指示BIFs为热水沉积成因,其机制可能为海水对流循环从新生镁铁质-超镁铁质洋壳中淋滤出Fe和Si等元素,在海底排泄沉淀成矿,而条带状构造的形成可能归咎于成矿流体的脉动式喷溢。但对于BIF铁矿的物质来源、成矿条件和机制、富铁矿成因、华北克拉通不发育苏比利尔湖型铁矿的原因等方面,仍需深入研究。
张连昌,翟明国,万渝生,郭敬辉,代堰锫,王长乐,刘利[9]（2012）在《华北克拉通前寒武纪BIF铁矿研究:进展与问题》文中进行了进一步梳理研究表明,BIF铁矿在华北克拉通的分布具有一定规律性。大规模BIF铁矿主要发育在绿岩带分布区的鞍山-本溪、冀东、霍邱-舞阳、五台、鲁西和固阳等地;华北克拉通时代最古老的BIF形成于古太古代,最年轻BIF形成于古元古代早期,但BIF铁矿的峰期为新太古代晚期（2.52～2.56Ga）;BIF铁矿类型可划分为阿尔戈马型和苏比利尔湖型两类,但华北以晚太古代绿岩带中的阿尔戈马型为主,仅吕梁的古元古代袁家村铁矿具典型苏比利尔湖型铁矿特征。根据BIF在绿岩带序列中的产出部位和岩石组合关系,可将华北BIF划分为:1)斜长角闪岩（夹角闪斜长片麻岩）-磁铁石英岩组合;2)斜长角闪岩-黑云变粒岩-云母石英片岩-磁铁石英岩组合;3)黑云变粒岩（夹黑云石英片岩）-磁铁石英岩组合;4)黑云变粒岩-绢云绿泥片岩-黑云石英片岩-磁铁石英岩组合;5)斜长角闪岩（片麻岩）-大理岩-磁铁石英岩组合等5种类型。华北克拉通BIF形成时代与早前寒武纪岩浆活动的时间基本一致（2.5～2.6Ga）,但与华北克拉通陆壳增生的峰期（2.7～2.9Ga）有一定偏差,其原因可能与新太古代晚期华北克拉通构造-热事件十分强烈有关。华北克拉通新太古代BIF大多形成于岛弧环境,但局部地区（如固阳）BIF铁矿可能形成于深部有地幔柱叠加的岛弧环境。华北克拉通BIF富矿主要有三种类型:原始沉积、受后期构造-热液叠加改造和古风化壳等,但总体不发育富铁矿,国外发育的风化壳型富铁在我国甚为少见。本文认为在探讨BIF铁矿类型时,需要从绿岩带发育序列进行综合判别。阿尔戈马型铁矿一般产于克拉通基底（绿岩带）环境,苏比利尔湖型铁矿一般形成于稳定克拉通上的海相沉积盆地或被动大陆边缘。华北克拉通BIF铁矿地球化学研究结果表明,BIF铁矿无Ce负异常且Fe同位素为正值,从而暗示铁矿沉淀的环境为低氧或缺氧环境,而铕正异常可能指示BIFs为热水沉积成因,其机制可能为海水对流循环从新生镁铁质-超镁铁质洋壳中淋滤出Fe和Si等元素,在海底排泄沉淀成矿,而条带状构造的形成可能归咎于成矿流体的脉动式喷溢。但对于BIF铁矿的物质来源、成矿条件和机制、富铁矿成因、华北克拉通不发育苏比利尔湖型铁矿的原因等方面,仍需深入研究。
黄华[10]（2014）在《华北克拉通南缘霍邱BIF铁矿成矿时代、形成环境及成因》文中研究指明安徽霍邱铁矿位于华北克拉通南缘，霍邱县以西，南北向延展约40km以上，东西宽约2.7km，矿体均赋存于太古界霍邱群中，区内岩浆岩发育很少。霍邱群总厚度>2070m，为一套低角闪岩相变质岩系，由老至新划分为花园组、吴集组和周集组。矿体主要呈似层状，与围岩整合接触，产状一致，界线较清，受地层层位控制明显，为典型的层控矿床，主要产出于吴集组上段、周集组下段上部和周集组上段下部。根据野外观察和室内鉴定，文章将霍邱群的岩石分为角闪岩、片岩、片麻岩-变粒岩、大理岩、磁铁石英岩和混合岩六大类。其中角闪岩类总稀土含量较低，∑REE=50.1010-6101.08×10-6，平均69.87×10-6，轻重稀土分异不明显，（La/Yb）N=0.94～3.87，平均2.07；片岩和片麻岩-变粒岩稀土含量相对偏高，∑REE平均大于100×10-6，轻稀土明显富集，大理岩稀土元素总量（∑REE）=1.59×10-623.17×10-6，平均10.96×10-6，（La/Yb）N=2.2323.88，平均14.20，富集轻稀土元素。经原岩恢复，角闪岩类原岩为火山玄武岩，片岩类原岩为粘土岩和泥质杂砂岩，片麻岩-变粒岩原岩为杂砂岩或中酸性火山岩（凝灰岩），大理岩原岩为白云质灰岩，因此，霍邱群原岩为一套火山岩-碎屑岩-粘土岩-碳酸盐岩，间夹硅铁建造。从地层剖面上看，早期以中基性火山喷发为主，继而是中酸性间夹基性火山岩活动，间或有沉积作用，后期火山作用减弱转为正常海相沉积，代表了一个较完整的火山-沉积旋回，韵律层也较发育，因此霍邱群可能相当于世界公认的绿岩带标准剖面上部的一部分。经火山岩和杂砂岩判别，霍邱群原岩形成的构造环境，可能为砀山古陆和隐贤集火山岛弧之间的弧后盆地-霍邱盆地。通过各类岩石的主量元素特征，可以判别出矿区内围岩的沉积物来源主要为陆缘碎屑物质以及中酸性火山碎屑。通过对矿体夹层斜长角闪岩和变粒岩的锆石Cameca U-Pb定年，结合前人研究成果，本文研究将霍邱铁矿的原岩形成时代限定在晚太古代早期2754～2773Ma之间。霍邱含铁建造可划分为氧化物相、硅酸盐相和碳酸盐相三类。氧化物相包括赤铁矿亚相和磁铁矿亚相，赤铁矿亚相分布于矿区的南北两端，磁铁矿亚相在区内广泛发育；硅酸盐相常作为磁铁矿氧化物亚相的夹层产出，规模较小；碳酸盐亚相仅出现于矿区内的李老庄矿床，暗示李老庄矿床沉积环境的特殊性。由相变特征及各相产出的地层来看，霍邱铁矿产出的盆地应该并非开阔、平坦的盆地，而极有可能是开放或半封闭的海湾，在李老庄地区碳酸盐相的出现则说明李老庄是水体相对较深、较为封闭的泄湖盆地。在空间上，霍邱盆地为一个长轴近南北，微向西凸的海湾，在其东西向中轴线东部则为李老庄泄湖盆地。文章对矿区内的石英型磁铁矿、闪石-石英型磁铁矿、石英型镜铁矿、碳酸盐型磁铁矿和少量富矿进行地球化学分析表明，各类矿石都具有很低的TiO2和P2O5，除少数矿石可能受到陆源碎屑的混染而具有稍高的Al2O3（>1%），大多数矿石的Al2O3含量都低于0.5%，石英型磁铁矿和石英型镜铁矿的主要氧化物组成为SiO2和Fe的氧化物，其余氧化物含量均很低；闪石-石英型磁铁矿的主要组成除SiO2和Fe的氧化物外，还具有较高含量的MgO和CaO（MgO+CaO>2%）；碳酸盐型磁铁矿除Fe的氧化物外，具有较低含量和SiO2和高含量的MgO和CaO（MgO>>CaO）；富矿石的主要组成为Fe的氧化物，全铁含量TFe2O3>90%。各类矿石的稀土元素除少数矿石受陆源碎屑混染影响而具有较平坦的稀土配分形式（常量元素表现为Al2O3含量的偏高），大多数矿石的PAAS标准化配分图均表现为轻稀土亏损的左倾形式，此外矿石均具有明显的La、Eu、Y的富集，Ce无异常，具有典型的BIF型铁矿特征。Ce无异常说明矿床形成于低氧逸度的还原环境；Eu的异常则说明霍邱铁矿的形成与高温热液有密切关系，而矿石较高的Y/Ho比值则暗示其成矿物质与海水的亲缘性，通过矿石的Y/Ho、Eu/Sm、Sm/Yb比值关系，可以初步判定霍邱铁矿的成矿物质来源主要为0.1%的海底火山热液和海水的混合溶液，并不同程度的受到陆源碎屑的混染作用。霍邱铁矿的形成虽与火山活动密切相关，然而其最有利的成矿部位不是在火山活动的中心附近，而是在陆缘沉积作用发育的地区，赋存层位也具有明显的陆缘浅海相沉积特征，因而文章认为霍邱BIF铁矿属Superior型BIF铁矿。霍邱铁矿的形成经历了两个阶段。第一个阶段为27-22亿年左右的火山-沉积阶段，约先后沉积了花园组基性火山岩、吴集组中酸性火山岩及硅铁沉积和周集组碎屑、硅铁质及碳酸盐沉积；第二个阶段为22-10亿年构造变形变质和隆升阶段，构造变形作用形成了区内南北走向的周集向斜和东西走向的范桥、李老庄向斜等，并控制区内铁矿的分布，隆升造成区内中-新生代以前地层的缺失，一直到中-新生代以后，霍邱盆地才趋于稳定，停止隆升并接受沉积，形成了我们现今所看到的霍邱铁矿格局。
二、鞍本抚顺地区科马提岩的初步研究（论文开题报告）
（1）论文研究背景及目的
此处内容要求：
首先简单简介论文所研究问题的基本概念和背景，再而简单明了地指出论文所要研究解决的具体问题，并提出你的论文准备的观点或解决方法。
写法范例：
本文主要提出一款精简64位RISC处理器存储管理单元结构并详细分析其设计过程。在该MMU结构中,TLB采用叁个分离的TLB,TLB采用基于内容查找的相联存储器并行查找,支持粗粒度为64KB和细粒度为4KB两种页面大小,采用多级分层页表结构映射地址空间,并详细论述了四级页表转换过程,TLB结构组织等。该MMU结构将作为该处理器存储系统实现的一个重要组成部分。
（2）本文研究方法
调查法：该方法是有目的、有系统的搜集有关研究对象的具体信息。
观察法：用自己的感官和辅助工具直接观察研究对象从而得到有关信息。
实验法：通过主支变革、控制研究对象来发现与确认事物间的因果关系。
文献研究法：通过调查文献来获得资料，从而全面的、正确的了解掌握研究方法。
实证研究法：依据现有的科学理论和实践的需要提出设计。
定性分析法：对研究对象进行“质”的方面的研究，这个方法需要计算的数据较少。
定量分析法：通过具体的数字，使人们对研究对象的认识进一步精确化。
跨学科研究法：运用多学科的理论、方法和成果从整体上对某一课题进行研究。
功能分析法：这是社会科学用来分析社会现象的一种方法，从某一功能出发研究多个方面的影响。
模拟法：通过创设一个与原型相似的模型来间接研究原型某种特性的一种形容方法。
三、鞍本抚顺地区科马提岩的初步研究（论文提纲范文）
（1）华北克拉通东北部白山地区新太古代构造岩浆事件与地壳演化（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究现状与选题依据 |
| 1.2 研究思路与拟解决问题 |
| 1.2.1 研究思路 |
| 1.2.2 拟解决问题 |
| 1.3 实验测试方法 |
| 1.3.1 锆石U-Pb年代学分析 |
| 1.3.2 锆石Lu-Hf同位素分析 |
| 1.3.3 岩石地球化学分析 |
| 1.4 依托项目与主要工作量 |
| 1.4.1 依托项目 |
| 1.4.2 主要工作量 |
| 第2章 区域地质概况 |
| 2.1 区域构造单元划分 |
| 2.2 白山地区地质概况 |
| 第3章 白山地区新太古代表壳岩特征 |
| 3.1 野外地质与岩相学特征 |
| 3.1.1 野外地质特征 |
| 3.1.2 岩相学特征 |
| 3.2 锆石U-Pb年代学与Hf同位素特征 |
| 3.3 地球化学特征 |
| 3.4 源区性质与构造环境 |
| 3.4.1 原岩恢复 |
| 3.4.2 源区性质 |
| 3.4.3 构造环境 |
| 3.5 小结 |
| 第4章 白山地区新太古代TTG片麻岩特征 |
| 4.1 野外地质与岩相学特征 |
| 4.1.1 野外地质特征 |
| 4.1.2 岩相学特征 |
| 4.2 锆石U-Pb年代学与Hf同位素特征 |
| 4.3 地球化学特征 |
| 4.4 源区性质与构造环境 |
| 4.4.1 源区性质 |
| 4.4.2 构造环境 |
| 4.5 小结 |
| 第5章 白山地区新太古代变质基性侵入岩特征 |
| 5.1 野外地质与岩相学特征 |
| 5.1.1 野外地质特征 |
| 5.1.2 岩相学特征 |
| 5.2 锆石U-Pb年代学与Hf同位素特征 |
| 5.3 地球化学特征 |
| 5.4 源区性质与构造环境 |
| 5.4.1 源区性质 |
| 5.4.2 构造背景 |
| 5.5 小结 |
| 第6章 白山地区新太古代富钾花岗岩特征 |
| 6.1 野外地质与岩相学特征 |
| 6.1.1 野外地质特征 |
| 6.1.2 岩相学特征 |
| 6.2 锆石U-Pb年代学与Hf同位素特征 |
| 6.3 地球化学特征 |
| 6.4 源区性质与构造环境 |
| 6.4.1 源区性质 |
| 6.4.2 构造环境 |
| 6.5 小结 |
| 第7章 吉南地区新太古代构造岩浆事件与地壳演化 |
| 7.1 白山地区新太古代岩浆活动序列 |
| 7.2 吉南地区新太古代岩浆活动的年代学格架 |
| 7.3 吉南地区新太古代构造环境探讨 |
| 7.3.1 地球早期动力学机制 |
| 7.3.2 关于板块构造启动时间的争论 |
| 7.3.3 吉南地区新太古代构造环境 |
| 7.4 吉南地区新太古代地壳演化 |
| 第8章 结论 |
| 8.1 结论 |
| 8.2 主要创新点 |
| 8.3 存在的主要问题 |
| 参考文献 |
| 作者简介及在学期间所取得的科研成果 |
| 致谢 |
（2）吉林和龙官地铁矿矿床地质特征及矿化富集规律（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 前言 |
| 0.1 研究区范围及自然地理概况 |
| 0.2 研究现状及存在问题 |
| 0.2.1 官地铁矿研究现状 |
| 0.2.2 BIF的时空分布 |
| 0.2.3 BIF研究现状 |
| 0.3 论文选题意义及项目依托 |
| 0.4 研究思路与方法 |
| 0.4.1 锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学 |
| 0.4.2 锆石Hf同位素测试 |
| 0.4.3 岩石地球化学测试 |
| 0.4.4 氢、氧同位素测试 |
| 0.5 完成工作量 |
| 第1章 区域地质背景 |
| 1.1 大地构造位置 |
| 1.2 区域地层 |
| 1.3 区域构造 |
| 1.4 区域岩浆岩 |
| 1.5 前寒武纪地壳演化与变质作用 |
| 1.6 区域矿产 |
| 第2章 矿区地质特征 |
| 2.1 矿区地层 |
| 2.2 矿区构造 |
| 2.3 矿区岩浆岩 |
| 第3章 矿床地质特征 |
| 3.1 矿体特征 |
| 3.2 矿石特征 |
| 3.2.1 矿石类型 |
| 3.2.2 矿石矿物 |
| 3.2.3 矿石的化学成分 |
| 3.2.5 矿石的结构和构造 |
| 3.3 围岩蚀变 |
| 3.4 成矿期次和成矿阶段 |
| 第4章 矿床成因 |
| 4.1 年代学研究 |
| 4.1.1 斜长角闪岩的形成时代 |
| 4.1.2 BIF的形成时代 |
| 4.2 斜长角闪岩及原岩恢复 |
| 4.3 长英质片麻岩及原岩恢复 |
| 4.4 矿石(磁铁石英岩)的地球化学特征 |
| 4.5 同位素研究 |
| 4.6 矿床成因探讨 |
| 4.6.1 成矿环境 |
| 4.6.2 成矿物质来源、成矿物质搬运形式和沉淀机制 |
| 4.6.3 后期变质变形作用——成矿物质活化再富集 |
| 4.6.4 矿床成因 |
| 4.6.5 官地铁矿与国内外BIF对比 |
| 第5章 矿化富集规律研究 |
| 5.1 地层 |
| 5.2 岩浆岩 |
| 5.3 构造 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 图版 |
| 作者简介及科研成果 |
| 致谢 |
（3）辽宁双河铁矿地质特征及控矿因素分析（论文提纲范文）
| 1 区域地质 |
| 2 矿区地质 |
| 2.1 地层 |
| 2.2 构造 |
| 2.3 岩浆岩 |
| 3 铁矿地质特征 |
| 3.1 矿体地质特征 |
| 3.2 矿石特征 |
| 3.3 有益有害元素含量特征 |
| 3.4 矿石类型 |
| 3.5 矿体围岩及夹石 |
| 3.6 矿床成因分析 |
| 4 控矿因素分析 |
| 4.1 地层对铁矿化的控制 |
| 4.2 构造对铁矿化的控制 |
| 4.3 变质作用对铁矿层的富集作用 |
| 5 结论 |
（4）鞍山—本溪地区太古宙绿岩带的形成及演化（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景与选题依据 |
| 1.2 研究现状与存在问题 |
| 1.3 研究思路及拟解决的关键问题 |
| 1.3.1 研究思路 |
| 1.3.2 拟解决的关键问题 |
| 1.3.3 本论文依托的项目 |
| 1.4 研究方法及主要工作量 |
| 1.4.1 研究方法 |
| 1.4.2 主要工作量 |
| 第2章 区域地质概况 |
| 2.1 区域构造 |
| 2.1.1 构造单元分区 |
| 2.1.2 区域主要深大断裂及其特征 |
| 2.2 地层 |
| 2.2.1 太古宇 |
| 2.2.2 古元古界 |
| 2.2.3 新元古界 |
| 2.2.4 古生界 |
| 2.2.5 中生界 |
| 2.2.6 新生界 |
| 2.3 侵入岩 |
| 2.3.1 太古宙侵入岩 |
| 2.3.2 古元古代侵入体的地质特征 |
| 2.3.3 侏罗纪侵入岩 |
| 2.3.4 白垩纪侵入岩 |
| 2.4 变质岩 |
| 2.4.1 太古宙变质岩 |
| 2.4.2 古元古代变质岩 |
| 第3章 绿岩带地质特征 |
| 3.1 鞍山矿集区 |
| 3.1.1 地质特征 |
| 3.1.2 岩相学特征 |
| 3.1.3 构造特征 |
| 3.2 弓长岭矿集区 |
| 3.2.1 地质特征 |
| 3.2.2 岩相学特征 |
| 3.2.3 构造特征 |
| 3.3 歪头山-北台矿集区 |
| 3.3.1 地质特征 |
| 3.3.2 岩相学特征 |
| 3.3.3 构造特征 |
| 3.4 南芬矿集区 |
| 3.4.1 地质特征 |
| 3.4.2 岩相学特征 |
| 3.4.3 构造特征 |
| 第4章 变质表壳岩及其围岩的年代学 |
| 4.1 东鞍山花岗岩 |
| 4.1.1 锆石SHRIMP U-Pb定年 |
| 4.1.2 白云母Ar-Ar定年 |
| 4.2 弓长岭弱蚀变斜长角闪岩 |
| 4.3 石桥子镇地区斜长角闪岩 |
| 4.4 樱桃园岩组绿泥绢云千枚岩 |
| 4.5 小结 |
| 4.5.1 东鞍山花岗岩年龄意义 |
| 4.5.2 变质表壳岩定年结果意义 |
| 4.5.3 鞍本地区太古宙年代学格架 |
| 第5章 绿岩带岩石地球化学特征 |
| 5.1 鞍山矿集区岩石地球化学特征 |
| 5.1.1 主量元素 |
| 5.1.2 痕量元素 |
| 5.2 弓长岭矿集区岩石地球化学特征 |
| 5.2.1 主量元素 |
| 5.2.2 痕量元素 |
| 5.3 歪头山-北台矿集区岩石地球化学特征 |
| 5.3.1 主量元素 |
| 5.3.2 痕量元素 |
| 5.4 南芬矿集区岩石地球化学特征 |
| 5.4.1 主量元素 |
| 5.4.2 痕量元素 |
| 5.5 各矿集区岩石地球化学特征对比 |
| 5.5.1 铁矿石主量、痕量元素对比 |
| 5.5.2 围岩主量、痕量元素对比 |
| 5.5.3 铁矿石Si、O同位素对比 |
| 5.5.4 围岩原岩恢复 |
| 第6章 蚀变岩及富矿成因 |
| 6.1 岩相学证据 |
| 6.2 野外接触关系和地球化学证据 |
| 第7章 绿岩带层序划分与对比 |
| 7.1 存在问题 |
| 7.2 茨沟岩组与樱桃园岩组层序 |
| 7.3 茨沟岩组与樱桃园岩组同位素对比 |
| 7.4 鞍山群内部岩组关系及层序划分 |
| 7.5 绿岩带基底构造样式 |
| 第8章 形成的构造环境讨论 |
| 8.1 鞍本地区绿岩带形成的构造环境 |
| 8.2 华北克拉通花岗-绿岩带对比与划分 |
| 8.2.1 华北克拉通绿岩带对比 |
| 8.2.2 太古宙花岗岩类特征 |
| 8.2.3 华北克拉通构造带划分 |
| 8.3 形成与演化 |
| 8.3.1 形成阶段 |
| 8.3.2 后期改造作用 |
| 第9章 结论及存在问题 |
| 9.1 结论 |
| 9.2 创新点 |
| 9.3 存在的主要问题 |
| 参考文献 |
| 攻读博士学位期间发表的学术论文及取得的科研成果 |
| 致谢 |
（5）辽宁清原花岗—绿岩带的演化及成矿作用研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究区范围及自然地理概况 |
| 1.2 地质工作程度及研究现状 |
| 1.2.1 地质工作程度 |
| 1.2.2 研究现状及存在主要问题 |
| 1.3 论文选题意义及依托 |
| 1.4 研究思路、研究内容及完成实物工作量 |
| 1.4.1 研究思路 |
| 1.4.2 研究内容及完成实物工作量 |
| 1.5 主要研究进展 |
| 第2章 成矿地质背景 |
| 2.1 早前寒武纪地质 |
| 2.1.1 华北克拉通太古宙基底划分 |
| 2.1.2 清原地区早前寒武纪地质 |
| 2.1.3 早前寒武纪构造及变质变形 |
| 2.1.4 前寒武纪矿产 |
| 2.2 显生宙地质 |
| 2.2.1 J_3-K_2地层 |
| 2.2.2 岩浆岩 |
| 2.2.3 断裂构造 |
| 2.2.4 中生代矿产 |
| 第3章 清原地区地球动力学演化 |
| 3.1 前寒武纪基底形成的构造环境 |
| 3.1.1 华北克拉通基底形成与前寒武纪构造演化 |
| 3.1.2 清原地区表壳岩的地球化学特征及构造环境判别 |
| 3.1.3 花岗岩质岩石的地球化学特征及构造环境判别 |
| 3.1.4 前寒武纪基底的演化 |
| 3.2 晚三叠世双峰式侵入岩 |
| 3.2.1 清原地区晚三叠世侵入体的地球化学及构造环境判别 |
| 3.2.2 构造环境判别 |
| 3.3 早白垩世晚期-晚白垩世早期钾长花岗岩 |
| 3.4 清原地区动力学演化史 |
| 3.4.1 前寒武纪基底的形成及演化阶段 |
| 3.4.2 古亚洲洋构造域演化阶段 |
| 3.4.3 环太平洋构造域发育阶段 |
| 第4章 典型矿床研究 |
| 4.1 与火山岩有关的块状硫化物矿床 |
| 4.1.1 红透山铜锌(金)矿 |
| 4.1.2 树基沟铜锌(金)矿 |
| 4.1.3 成矿模式 |
| 4.2 BIF铁矿 |
| 4.2.1 小莱河铁矿 |
| 4.2.2 下甸子铁矿 |
| 4.2.3 矿床成因及成矿模式 |
| 4.3 变质热液脉型金矿 |
| 4.3.1 南龙王庙金矿 |
| 4.4 热液脉型金矿 |
| 4.4.1 下大堡金矿 |
| 4.4.2 强盛金矿 |
| 4.4.3 成矿模式 |
| 第5章 成矿条件及成矿规律 |
| 5.1 成矿条件 |
| 5.1.1 区域构造地质背景 |
| 5.1.2 构造条件 |
| 5.1.3 火山岩成矿条件 |
| 5.1.4 侵入岩成矿条件 |
| 5.2 矿床的时间、空间分布规律 |
| 结论 |
| 参考文献 |
| 图版及图版说明 |
| 攻读博士学位期间发表的论文和成果 |
| 致谢 |
（6）鞍本地区太古宙原型沉积盆地恢复初探（论文提纲范文）
| 0前言 |
| 1 地质背景 |
| 2 研究区地磁场特征 |
| 3 鞍本地区太古宙原型沉积盆地恢复 |
| 3.1 磁异常与盆地关系分析 |
| 3.2 鞍山群各岩组在古沉积盆地中分布特征分析 |
| 4 盆地原始形态特征与演化过程分析 |
| 4.1 盆地原始形态特征分析 |
| 4.2 盆地演化过程分析 |
| 5 结论 |
（7）辽宁鞍山—本溪变质岩区铁成矿过程研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 目录 |
| 第1章 引言 |
| 1.1 BIFs 研究现状与进展 |
| 1.2 国内外 BIFs 型富铁矿的异同 |
| 1.3 选题依据及立项意义 |
| 1.4 研究内容及技术路线 |
| 1.4.1 研究内容 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 1.5 依托项目及主要完成工作量 |
| 1.5.1 依托项目 |
| 1.5.2 完成工作量 |
| 第2章 区域地质概况 |
| 2.1 地层 |
| 2.1.1 太古宙鞍山群 |
| 2.1.2 元古宙辽河群 |
| 2.1.3 震旦系 |
| 2.1.4 寒武系 |
| 2.1.5 奥陶系 |
| 2.1.6 石炭系 |
| 2.1.7 二叠系 |
| 2.1.8 三叠系 |
| 2.1.9 侏罗系 |
| 2.1.10 白垩系 |
| 2.2 构造 |
| 2.3 岩浆岩 |
| 2.4 变质作用 |
| 第3章 矿床地质特征 |
| 3.1 弓长岭铁矿床地质特征 |
| 3.2 歪头山铁矿床地质特征 |
| 3.3 齐大山铁矿床地质特征 |
| 第4章 矿床地球化学特征 |
| 4.1 铁矿石主量、微量、稀土元素特征 |
| 4.1.1 主量元素特征 |
| 4.1.2 微量元素特征 |
| 4.1.3 稀土元素特征 |
| 4.2 磁铁矿微量、稀土元素特征 |
| 4.3 硫同位素特征 |
| 4.4 氢、氧同位素特征 |
| 第5章 流体包裹体研究 |
| 5.1 样品选择及样品描述 |
| 5.2 流体包裹体岩相学 |
| 5.2.1 不同产态石英中包裹体类型 |
| 5.2.2 不同类型石英包裹体岩相学特征 |
| 5.3 显微测温结果 |
| 5.4 激光拉曼探针研究 |
| 5.5 流体演化特征 |
| 5.5.1 变质流体特征 |
| 5.5.2 活化热液流体特征 |
| 5.5.3 氧化淋滤热液流体特征 |
| 第6章 成岩成矿时代 |
| 6.1 BIFs 的形成时代 |
| 6.1.1 齐大山铁矿床黑云绿泥石英片岩 SHRIMP U-Pb 测试结果 |
| 6.1.2 东鞍山铁矿床黑云绿泥石英片岩 SHRIMP U-Pb 测年结果 |
| 6.1.3 BIFs 沉积时代 |
| 6.2 后期变质变形改造时代 |
| 6.2.1 弓长岭黑云变粒岩锆石 SHRIMP U-Pb 年龄 |
| 6.2.2 辉钼矿 Re-Os 年龄 |
| 6.2.3 蚀变岩~(40)Ar-~(39)Ar 年龄 |
| 6.2.4 弓长岭石榴石岩锆石 SHRIMP U-Pb 年龄 |
| 第7章 铁成矿过程讨论 |
| 7.1 BIFs 的沉积 |
| 7.1.1 成矿物质来源 |
| 7.1.2 BIFs 形成环境 |
| 7.2 2300Ma～2400Ma BIFs 的变质作用及沉积变质型铁矿的形成 |
| 7.3 1800Ma 沉积变质型铁矿的热液改造和富矿的形成 |
| 7.3.1 富铁矿的成因认识 |
| 7.3.2 富铁矿的形成时代 |
| 7.4 铁成矿过程 |
| 第8章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（10）华北克拉通南缘霍邱BIF铁矿成矿时代、形成环境及成因（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题目的及意义 |
| 1.2 研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 国际研究现状 |
| 1.2.2 国内 BIF 研究进展与存在问题 |
| 1.3 研究思路、内容、技术路径 |
| 1.4 主要工作量 |
| 1.5 论文特色与创新 |
| 第2章 区域地质特征 |
| 2.1 大地构造位置 |
| 2.2 区域地球物理特征 |
| 2.3 区域地层 |
| 2.4 区域构造 |
| 2.4.1 褶皱构造 |
| 2.4.2 断裂构造 |
| 2.5 区域岩浆岩 |
| 2.5.1 岩体 |
| 2.5.2 岩脉 |
| 2.6 区域变质作用 |
| 2.7 区域构造演化 |
| 第3章 霍邱典型 BIF 矿床的地质特征 |
| 3.1 周集矿床 |
| 3.2 张庄矿床 |
| 3.3 李老庄矿床 |
| 3.4 周油坊矿床 |
| 3.5 吴集-重新集矿床 |
| 3.5.1 吴集矿床 |
| 3.5.2 重新集铁矿 |
| 3.6 小结 |
| 第4章 矿床地球化学特征及原岩恢复 |
| 4.1 主量元素地球化学特征 |
| 4.1.1 矿石主量元素特征 |
| 4.1.2 围岩主量元素特征 |
| 4.2 微量元素地球化学特征 |
| 4.2.1 矿石微量元素特征 |
| 4.2.2 围岩微量元素特征 |
| 4.3 S 同位素地球化学特征 |
| 4.4 原岩恢复 |
| 4.5 小结 |
| 第5章 霍邱 BIF 矿床的成矿年代探讨 |
| 5.1 锆石的 U-Pb 年龄 |
| 5.2 围岩 Rb-Sr 年龄 |
| 5.3 围岩 K-Ar 年龄 |
| 5.4 小结 |
| 第6章 物质来源及矿床形成环境 |
| 6.1 物质来源 |
| 6.1.1 成矿物质来源 |
| 6.1.2 沉积物质来源 |
| 6.2 矿床形成环境 |
| 6.2.1 构造环境 |
| 6.2.2 沉积环境 |
| 6.3 小结 |
| 第7章 霍邱 BIF 铁矿矿床成因探讨及成矿预测 |
| 7.1 矿床成因类型 |
| 7.2 矿床形成过程 |
| 7.2.1 盆地演化 |
| 7.2.2 成矿机制 |
| 7.3 成矿预测 |
| 7.4 小结 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
| 附录A 图版 |
| 附录B 霍邱矿区铁矿石主量元素（wt%）分析结果 |
| 附录C 霍邱矿区围岩主量元素（wt%）分析结果 |
| 附录D 霍邱矿区铁矿石微量元素（×10-6）分析结果 |
| 附录E 霍邱矿区围岩微量元素（×10-6）分析结果 |
四、鞍本抚顺地区科马提岩的初步研究（论文参考文献）
- [1]华北克拉通东北部白山地区新太古代构造岩浆事件与地壳演化[D]. 李鹏川. 吉林大学, 2019(10)
- [2]吉林和龙官地铁矿矿床地质特征及矿化富集规律[D]. 吴琼. 吉林大学, 2017(10)
- [3]辽宁双河铁矿地质特征及控矿因素分析[J]. 武建勇,陈世权,周福庆,孟玮. 矿产勘查, 2017(02)
- [4]鞍山—本溪地区太古宙绿岩带的形成及演化[D]. 朱凯. 吉林大学, 2016(03)
- [5]辽宁清原花岗—绿岩带的演化及成矿作用研究[D]. 张雅静. 吉林大学, 2014(04)
- [6]鞍本地区太古宙原型沉积盆地恢复初探[J]. 付海涛. 地质与勘探, 2014(03)
- [7]辽宁鞍山—本溪变质岩区铁成矿过程研究[D]. 杨秀清. 中国地质大学（北京）, 2013(S2)
- [8]华北克拉通前寒武纪BIF铁矿研究:进展与问题[A]. 张连昌,翟明国,万渝生,郭敬辉,代堰锫,王长乐,刘利. 中国科学院地质与地球物理研究所2012年度（第12届）学术论文汇编——固体矿产资源研究室, 2013
- [9]华北克拉通前寒武纪BIF铁矿研究:进展与问题[J]. 张连昌,翟明国,万渝生,郭敬辉,代堰锫,王长乐,刘利. 岩石学报, 2012(11)
- [10]华北克拉通南缘霍邱BIF铁矿成矿时代、形成环境及成因[D]. 黄华. 成都理工大学, 2014(04)